水文学2第二章降水
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水文学2
发生在海洋与陆地 2降水之间的水文循环， 是形成陆降水、径 流的主要形式。 （2）小循环： 仅仅发生在海洋 或陆地上的水文 循环。
水分循环ห้องสมุดไป่ตู้要形式：降雨、蒸发、下渗、径流
2010-11-24 3
2) 水量更新
水体通过水循环得到更新，更新所需时间tr ：
tr=W/Q
水量 流量
(2-1)
例如，由书中表2-1，全球河流淡水总储水量为 2120km3，每年入海的径流总量为47000km3，则一年中 河川水量需更新再生22次之多，更新期0.045年。 水文循环供给陆地源源不断的降水、径流，某一区域 多年平均的年降水量或年径流量，即是该地区的水资 源量，因此水文循环的变化将引起水资源的变化 。
2010-11-24
常用的方法有水量平衡法、经验公 式法或流域蒸发模型法。
E β0 = P
（2-13）
蒸发系数，干旱地 区较大，湿润地区较小。
24
3
下 渗
1） 下渗及其过程 下渗：即降水由地表渗 入土壤内的运动过程。 对研究降雨形 成径流和划分 地表水和地下 水重要。 下渗过程按分子力、毛 管力及重力作用，大致 可分为3个阶段：渗润、 渗漏、渗透。
稳渗 下渗率 很大
25
下渗运动是在地表以下、 地下水面以上土壤含气 层内进行，如图。
不稳定 下渗
2010-11-24
2） 下渗的定量描述 下渗率——单位时间内、单位面积上渗入土中的水量， 以f 表示 (mm/h或 mm/min) 下渗能力fp——充分供水条件下的下渗率。 实验表明，在地面充分 供水条件下，下渗率 （f ）随时间（t ）呈 递减变化，见图动画， 称为下渗能力曲线。 下渗率递减过程中， 一旦达到重力起主导 作用时，则下渗率趋 于稳定，称为稳定下 渗率fc
水文学第2章第2节
地球上的水循环
水量平衡
水量平衡原理
水量平衡方程式 全球降雨量与蒸发量的沿纬线的分布
研究水量平衡的意义
地球上的水循环
水量平衡 水循环过程
水循环是地球上客观存在的自然现象，水量平衡时水循环内在的 规律 对于地球上的任何一个地区（或地段、流域、水体、圈层）在任 意时段内，收入的水量与支出的水量之差额必然等于该地区在该时 段内的蓄水变化量，这就是水量平衡原理(Water Balance)。
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程
外流区水量平衡方程 对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下= Δs外 对于多年平均而言Δs外=0，且R=R地表+R地下则有： P外- E外-R=0
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程 内流区水量平衡方程 P内-E内=0
I Q S2 S1 S
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式 通用水量方程式
现以陆地上任一地区为研究对象，取其三度空间的闭合柱体，其上
界为地表面，下界为地下无水分交换的深度。这样，对任一闭合柱 体，任一时间内的水量收入I为：
I＝P＋E1＋R 表＋R 地下
区域在给定时段内支出水量Q为：
流量R（R＝Rs+Rg）
地球上的水循环
水量平衡 流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程式为：
S P - (R E)或P R E S 但就多年平均而论， S 0,即有 P0 E 0 R
若上式两边同时除以p0，得
/ / Q＝E2＋R 表 R 地下 q
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式
水量平衡
水量平衡原理
水量平衡方程式 全球降雨量与蒸发量的沿纬线的分布
研究水量平衡的意义
地球上的水循环
水量平衡 水循环过程
水循环是地球上客观存在的自然现象，水量平衡时水循环内在的 规律 对于地球上的任何一个地区（或地段、流域、水体、圈层）在任 意时段内，收入的水量与支出的水量之差额必然等于该地区在该时 段内的蓄水变化量，这就是水量平衡原理(Water Balance)。
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程
外流区水量平衡方程 对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下= Δs外 对于多年平均而言Δs外=0，且R=R地表+R地下则有： P外- E外-R=0
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程 内流区水量平衡方程 P内-E内=0
I Q S2 S1 S
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式 通用水量方程式
现以陆地上任一地区为研究对象，取其三度空间的闭合柱体，其上
界为地表面，下界为地下无水分交换的深度。这样，对任一闭合柱 体，任一时间内的水量收入I为：
I＝P＋E1＋R 表＋R 地下
区域在给定时段内支出水量Q为：
流量R（R＝Rs+Rg）
地球上的水循环
水量平衡 流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程式为：
S P - (R E)或P R E S 但就多年平均而论， S 0,即有 P0 E 0 R
若上式两边同时除以p0，得
/ / Q＝E2＋R 表 R 地下 q
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式
水文学第二章第五节
降水强度分级
降水特征的表示方法
降水过程线
❖ 以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的降水 量在时间上的变化过程，可用曲线或直线图表示。
❖ 如果用较长时间为单位，时段内降水可能时断时续。 降水过程线往往不能反映降水的真实过程。
降水累积曲线
❖ 以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时刻降 水量的累积值。
❖ 用人为的方法，增加云中的冰晶或使云中的冰晶 和水滴增大而形成降水。
冷却剂 • 将干冰或其他化学药剂撒播到空中，使云内温度
显著下降，使细小的水滴冰晶迅速增多加大，迫 使它下降形成降水。 人工冰核 • 碘化银在空气中形成极多极细的粒子，充当水蒸 气的凝结核形成冰晶。
2.5.1 降水要素
❖ 降水量 指一定时段内降落在某一面积上的总水量。 日降水量；次降水量。 ❖ 降水历时 指一场降水自始至终所经历的时间； ❖ 降水强度 简称雨强，指单位时间内的降水量。 ❖ 降水面积
水文监测要素
❖监测仪器类型 ❖监测仪器的使用数量和安放位置 ❖水文监测的频率和时间
水文监测要素
❖世界气象组织推荐的水文站观测密度（每站 的控制面积km2/站）
水文监测要素
❖监测仪器类型 ❖监测仪器的使用数量和安放位置 ❖水文监测的频率和时间 ❖如何将有限地点上的水文测量值转化为研究
区域面上的水文值？
2.5.3 影响降水的因素
❖ 地形条件影响 对气流的屏障作用和抬升作用 ❖ 森林对降水的影响 增加大气湿度，增大降水；削弱对流，减少降水 ❖ 水体的影响 削弱对流，减少降水 ❖ 人类活动的影响 改变下垫面；人工降水
探究二.地形对降水的影响
马达加斯加岛东部属于___热__带__雨__林___ 气候类型
❖ 以雨强为纵坐标，历时为横坐标点绘而成。 ❖ 同一场降雨过程中雨强与历时之间成反比关系，即历
水文学课件：第二章 河 流(River)
面积（km2） 250
N（天）
2
1250 5000 12500 25000
3
4
5
6
（二）流量过程线的分割
1、地下径流的分割(在一次洪水过程线上的分割 )
（3）退水曲线法 设想：地下水在整个河流涨落过程中也有一个涨落过程，
起涨点是C点，D点是退水过程线的拐点。DB是标准退水 曲线，从D点反向延长至D点。ACDB线就是地下水的涨 落过程线。
下渗的总量：
t
W (t) 0 f (t)dt
超渗产流的条件：
i＞f
2、蓄满(饱和)产流：
在湿润地区，包气带很薄，地下水位较高，降雨 的下渗很快就会使包气带达到饱和，于是产流。
对全场降雨而言，降
雨的损失量为：WmW0 (包气带最大蓄水量与 降水前期土壤含水量 之差 )
产流量：
R X (Wm W0)
（3）其流量变化比雨水补给的河流更稳定。
4、湖泊与沼泽水的补给及特点
4、湖泊与沼泽水的补给及特点
湖泊和沼泽地对河川径流有一定的调节作用， 水量变化比较均匀，流量过程线比较平缓， 变幅小。
5、地下水补给及特点
5、地下水补给及特点
地下水补给量稳定而连续，流量过程线较平缓， 是枯季河流的主要水源。
三、河流的分类
2、我国河流综合分为三类：
（1）雨水补给的河流
指秦岭—淮河以南，青藏高原以东，大约以1000mm等雨量线为界，
主要河流有长江和珠江水系。图
（2）雨水—融水补给河流
指秦岭—淮河以北的大部分地区，包括东北、华北地区和青藏高原
的东部，主要是我国的半干旱地区，大约以400mm等雨量线为界，
主要河流有黑龙江、松花江、黄河、海河、辽河等水系。图
第二章 水文循环与水量平衡2
海洋的多年平均水量平衡方 程为：
P c R Ec
Po R Eo
从上面分析看，则全球多年平均水量平衡方程为：
即
P c P o Ec Eo
说明全球多年平均降水量与多年平均蒸发量相等。
PE
第二节
水文循环的尺度
水文循环具有全球水文循环、流域或区域水文循环和水— 土壤—植物系统水文循环等三种不同的尺度。
3、河道纵比降 落差、纵比降 比降计算公式： （ 1 ）当河道纵断面近于直线 时，比降计算式为：
J
h1 h0 h l l
（ 2 ）当河底高程沿程变化时， 如下图，比降计算式为：
(h0 h1 )l1 (h1 h2 )l2 (hn 1 hn )ln 2h0 L J L2
形成水文循环的内因是水的三态（固、液、气）在常温下 可以相互转化，水文循环的外因是太阳辐射和地心引力（重 力）。因下垫面的不同，水文循环的强度、规律和路径也不
同。
水文循环的存在，不仅是水资源和水能资源可再生的根本原因，而且是地 球上生命生生不息，能千秋万代延续下去的重要原因之一。水文循环是自 然界众多物质循环中最重要的物质循环。
Байду номын сангаас
二、流域
（一）流域 流域：汇集地面水和地下水的区域称为流域。也就是 分水线包围的区域。 （闭合流域、不闭合流域）
（二）流域的基本特征
1、流域面积：流域分水线包围区域的平面投影面 积。 2 、 河网密度：流域河流干支流总长度与流域面 积的比值。 3、 流域的长度和平均宽度： 流域的长度（流域的轴长）：以流域出口为中心 向河源方向做一组不同半径的同心圆，在每个 圆与流域分水线相交处作割线，各割线中点的 连线的长度就是流域的轴长。 平均宽度：流域面积与流域长度之比。
水文学第二章
由水面的蒸发率差别愈大。换一种说法，就是蒸 发器面积愈大，所测得的蒸发率愈接近于广阔自
由水面的蒸发率（即潜在蒸发率）。
我国的蒸发概况
我国多年平均的年总蒸散发量约为360 mm， 占多年平均年降水量的55.6%。年总蒸散发量的 地区分布与年降水量的地区分布大体相当，总趋 势由东南向西北递减。
• 年蒸发能力与年降水量之比反映气候干湿程度，
发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸 发能力控制。
2.蒸发率下降阶段---土壤导水率控制阶段（蒸发率
降低） 在该阶段由于含水率低于土壤田间持水量，某 些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛 管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸
发速率随表层土壤含水量变小而变小。
3.蒸发率微弱阶段---蒸发趋于停止
（二）影响蒸发的动力学与热力学因素
动力学因素
水汽分子的垂向扩散 大气垂向对流运动 大气中的水平运动和湍流扩散
热力学因素
太阳辐射 平流时的热量交换
（三）土壤特性和土壤含水量的影响
1.对土壤蒸发的影响
2.对植物散发的影响
三、蒸发量的计算
(1) 水面蒸发的测定方法
• 通常采用蒸发皿（器）（evaporation pan）来 直接观测水面蒸发率，蒸发皿测得的水面蒸发率 通常用Epan（mm/day）表示。
I - O = △S
(单位：m3或 mm)
式中: I ：该时段内输入研究区域的总水量；
O ：该时段内输出研究区域的总水量；
△S ：该时段内研究区域蓄水量的变化量。
全球水量平衡（global Water balance）
1) 若以地球大陆（Continent）为对象，某时段
△t内的水量平衡方程可写成： Pc － R －Ec ＝ △Sc 式中Ec ： 在时段内陆地的蒸发量； Pc ： 在时段内陆地的降水量； R： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △Sc ： 在时段内陆地蓄水量的变化量。
由水面的蒸发率（即潜在蒸发率）。
我国的蒸发概况
我国多年平均的年总蒸散发量约为360 mm， 占多年平均年降水量的55.6%。年总蒸散发量的 地区分布与年降水量的地区分布大体相当，总趋 势由东南向西北递减。
• 年蒸发能力与年降水量之比反映气候干湿程度，
发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸 发能力控制。
2.蒸发率下降阶段---土壤导水率控制阶段（蒸发率
降低） 在该阶段由于含水率低于土壤田间持水量，某 些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛 管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸
发速率随表层土壤含水量变小而变小。
3.蒸发率微弱阶段---蒸发趋于停止
（二）影响蒸发的动力学与热力学因素
动力学因素
水汽分子的垂向扩散 大气垂向对流运动 大气中的水平运动和湍流扩散
热力学因素
太阳辐射 平流时的热量交换
（三）土壤特性和土壤含水量的影响
1.对土壤蒸发的影响
2.对植物散发的影响
三、蒸发量的计算
(1) 水面蒸发的测定方法
• 通常采用蒸发皿（器）（evaporation pan）来 直接观测水面蒸发率，蒸发皿测得的水面蒸发率 通常用Epan（mm/day）表示。
I - O = △S
(单位：m3或 mm)
式中: I ：该时段内输入研究区域的总水量；
O ：该时段内输出研究区域的总水量；
△S ：该时段内研究区域蓄水量的变化量。
全球水量平衡（global Water balance）
1) 若以地球大陆（Continent）为对象，某时段
△t内的水量平衡方程可写成： Pc － R －Ec ＝ △Sc 式中Ec ： 在时段内陆地的蒸发量； Pc ： 在时段内陆地的降水量； R： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △Sc ： 在时段内陆地蓄水量的变化量。
水文学第2章 地球上的水循环及水量平衡
三、水循环国内研究进展 1 水循环要素研究进展 降水研究进展：①在暴雨时空分布统计特征研究方面出现一些有价值 的新成果，如“中国降水与暴雨季节变化”（王家祁等，1997）；② 关于致洪暴雨中期预报研究取得了新的进展并在实际应用中取得一定 成效（章淹等，1996）。 径流研究进展：在流域产流的理论和计算方法研究中，由于水向土壤 中入渗的研究取得了新成果（唐海行等，1995），推动了超渗产流机 制和模型的研究。在汇流方面的研究进展主要表现在两个方面：①将 水力学方法和水文学方法相结合的河道汇流研究取得显著进展（谭维 炎等，1996）；②数值地貌学的理论和方法被应用于流域汇流研究， 并取得一定成果。 蒸发研究进展：近年来关于作物蒸腾和土壤与潜水蒸发的研究取得了 较大进展，提出了一些植物蒸腾计算新公式（谢贤群等，1997）和土 壤蒸发计算新公式（罗毅等，1997）。
若以海洋为研究水量平衡对象，某时段△t内的水量平衡方程可 写成：
2.陆地水量平衡方程式
陆地上水循环可区分为外流区水循环系统及内流区水循环系统，其水量平衡 方程存在两种形式：
(1)外流区任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下=△s外 对于多年平均而言Δs外→0，并以R=R地表 + R地下，则有 P0 = E0 + R0 式中；P外、E外、R地表、R地下、△S外分别为外流区任意时段内降水 量、蒸发量、入海的地表与地下径流量。P0、E0、R0、分别为外流 区多年平均降水量，蒸发量及径流量。 (2)内流区基本上呈闭合状态，没有水量入海。水量平衡方程为： P内 = E内
5
四、水循环的作用与效应
水循环作为地球上最基本的物质大循环和最 活跃的自然现象，具有重要的自然地理环境功能 和社会影响作用，是水文学重要的基础研究领域。 1 .水循环具有促进自然地理环境中物质和能量迁移转化的功
水文学第2章第5节
1 P Pi n
第五节 降水
面降水的计算 算数平均法
适用于面积不大，
地形起伏不大，站 点较多且布设较均
A:260mm
B:140mm
匀的流域，计算简
便。不能利用流域 附近的雨量资料。
C:240mm
第五节 降水
面降水的计算 泰森多边形法
该法假定流域上各点
的雨量以其最近的雨量
站的雨量为代表，需要 采用一定的方法推求各
3）森林不仅不能增加降水，还可能减少降水
第五节 降水
影响降水的因素 水体
减少降水量，但迎风的库岸地带降水增加
第五节 降水
影响降水的因素 人类活动
改变下垫面条件 人工直接控制降水
城市的增雨作用
第五节 降水
可能最大降雨
可能最大降水（PMP）或可能最大暴雨（PMS）：在现代的 地理环境和气候条件下，特定的区域在特定的时段内，可
降雨平均深度-面积曲线
第五节 降水
降水要素 降水特征的表示方法
降水特征综合曲线
降雨平均深度-面积-历时曲线
第五节 降水
面降水的计算 算数平均法
算术平均法：流域内各站同一时段的雨量进行算术平均。
P—某一指定时段的流域平均雨量，mm; n—流域内的雨量站数； Pi—流域内第i站指定时段的雨量，mm,
能发生的最大降水量（或暴雨）
可能最大洪水（PMF）：由可能最大降水及其时空分布，通 过流域产流和汇流计算，可推算出相应的洪水，称为可能
最大洪水（PMF）。
站代表的在流域中距其
最近的点的面积，这些 站代表的面积图称泰森 多边形。
f1 p1 f 2 p2 f n pn 1 n P f i pi f1 f 2 f n f i 1
水文学第二章第七节径流
径流形成过程示意图
产流与汇流
❖ 在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期 的表层流过程，称为产流过程，
❖ 坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。
流域蓄渗过程 地面汇流
流域产流过程
径流形 成过程
坡地汇流过程 壤中汇流 地下水汇流
流域汇流过程
河网汇流过程
Rs
上述三个阶段是指长时间连续降水 下发生的典型模式。实际上由于每次 降水的强度和持续时间不同，各流域 自然条件也不一样，所以，无论是不 同流域，或是同一流域在不同降水过 程中的径流形成，都可能有不同程度 的差别。
四、影响径流的主要因素
气象气候因素 降水 蒸发
人类活动 农业措施 林牧业措施 水利措施
下垫面因素 地理位置 地形地貌
土壤和地质
植被和湖沼
流域形状 和面积
降水对径流的影响
P 降雨量 S 土壤蓄存量 rs 地面产流量 qs 地面流量 Q 出口断面流量 In 截留量 fg 补给地下水量 rss 壤中产流量 qss 壤中流量 Sd 填洼量 fd 深层下渗量 rg 地下产流量 qg 地下水流量
4.径流模数M
▪ 计算公式为：M Q （单位：L/s·km2） 1000F
▪ M反映一个流域的产水能力。
世界大河径流模数比较 河流名称 尼罗河 长江 亚马逊河 径流模数 0.79 17.6 17
刚果河 10.6
5.径流系数ɑ ▪ 计算公式为： R
P
▪ 对于闭合流域：α＜1
▪ 问题：径流系数为1的含义？
[思考题] ❖ 1.对于闭合流域来说，为什么径流系数必然小于1? ❖2.径流的度量方法有：( )
A 流量 B 径流量 C 径流深 D 径流系数 ❖ 3.径流形成过程中包括那些子过程，各有何特点？ ❖ 4.河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨
产流与汇流
❖ 在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期 的表层流过程，称为产流过程，
❖ 坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。
流域蓄渗过程 地面汇流
流域产流过程
径流形 成过程
坡地汇流过程 壤中汇流 地下水汇流
流域汇流过程
河网汇流过程
Rs
上述三个阶段是指长时间连续降水 下发生的典型模式。实际上由于每次 降水的强度和持续时间不同，各流域 自然条件也不一样，所以，无论是不 同流域，或是同一流域在不同降水过 程中的径流形成，都可能有不同程度 的差别。
四、影响径流的主要因素
气象气候因素 降水 蒸发
人类活动 农业措施 林牧业措施 水利措施
下垫面因素 地理位置 地形地貌
土壤和地质
植被和湖沼
流域形状 和面积
降水对径流的影响
P 降雨量 S 土壤蓄存量 rs 地面产流量 qs 地面流量 Q 出口断面流量 In 截留量 fg 补给地下水量 rss 壤中产流量 qss 壤中流量 Sd 填洼量 fd 深层下渗量 rg 地下产流量 qg 地下水流量
4.径流模数M
▪ 计算公式为：M Q （单位：L/s·km2） 1000F
▪ M反映一个流域的产水能力。
世界大河径流模数比较 河流名称 尼罗河 长江 亚马逊河 径流模数 0.79 17.6 17
刚果河 10.6
5.径流系数ɑ ▪ 计算公式为： R
P
▪ 对于闭合流域：α＜1
▪ 问题：径流系数为1的含义？
[思考题] ❖ 1.对于闭合流域来说，为什么径流系数必然小于1? ❖2.径流的度量方法有：( )
A 流量 B 径流量 C 径流深 D 径流系数 ❖ 3.径流形成过程中包括那些子过程，各有何特点？ ❖ 4.河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨
工程水文学第二章2
蒸发率／蒸发强度：指单位时间内的蒸发量。
水面蒸发的观测：
确定水面蒸发量通常有两种途径：
对水面蒸发进行实测；(器测法)
通过气象观测资料进行计算。(计算法) ⑴器测法（用蒸发器进行测定）
蒸发器类型有：
1 φ-20型，φ-80型
2 E -601型
3 大型蒸发池(A=20m2和A=100m2两种)。
折算系数法：
总蒸发量估算方法
① 水量平衡法：根据降水、径流、流域蓄水量变化等资 料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好 的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精 度。 ② 模式计算法：根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸 发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式 把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水 量成正比。
二 土壤水 （一）土壤水分存在的形式
土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用中， 作用于土壤水的主要的力有分子力、毛细管引力和
重力。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤
水通常以下列几种形式存在于土壤中：
汽态水(Vapor)
汽态水：
存在于土壤空隙
中的水汽
吸着水(Hygroscopic water)
力（称蓄满）时，多余的雨水进入饱水带，成为
潜水和地下径流。
一.包气带和饱和带
包气带：指地面与地下潜水面之 间的土层，是包含有空气的水、 土三相系统，因此，称包气带。 这里的水分，水文上称土壤水， 水压力P小于大气压，为负压， P＜0。
饱和带：指地下潜水面下 边的土层，土粒间的孔隙 完全被水充满，故称饱和 带。这里的水在水文上称 为地下水，P≥0
三 下渗
（一)入渗的物理过程
入渗一般是指大气降水或灌溉水通过土壤表面进 入土壤从而改变土壤内水分状况的过程。 它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用 下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的 重要环节之一。下渗不仅直接决定地面径流量的 生成及大小，同时也影响土壤水和地下潜水的增 长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和大小。
水文学第2章第7节
1000Q M F
第7节 径流
径流的表示方法
径流系数 : 某一时段的径流深 R 与相应时段内流域 平均降雨深度 P 之比,记为
(<1).
R P
第7节 径流
径流的表示方法
例题1 某站控制流域面积 F 12100km2 ,多年平均年降水 量 P 767mm ，多年平均流量 Q 822m 3 / s, 试根据这些资料计算多年平均年径流总量，多年平 均径流深，多年平均流量模数，多年平均径流系数。
土壤类型及性质直接影响下渗和蒸发。如：砂土下 渗较粘土大，蒸发小；砂土地区形成的地表径流小， 地下径流大。另外：高寒地区永久冻土层的分布能 隔绝地下水的下渗，同时也隔绝了地下水的蒸发作 用。由于流域下垫面因素影响，在同样气象条件下， 径流量及流量过程线表现出很大的不同。
第7节 径流
影响径流的因素 下垫面因素
的整个物理过程，称为径流形成过程
因降水形式不同，径流形成过程不一样。为 便于说明，常将径流形成过程概化为3个阶段： 流域蓄渗阶段、坡地汇流阶段、河网汇流阶段
第7节 径流
径流形成过程 流域蓄渗阶段
植物截留
截留：指植物枝叶（茎叶、树冠、树干）或建筑
物拦截雨水的现象 截留的雨水几乎全部消耗于蒸发
（3）计算多年平均年径流量模数： （单位换算）
Q 822 M 0.0068m 3 /( s km2 ) 6.8L /( s km2 ) F 121000
（4）计算多年平均年径流系数：
R 214 0.28 P 767
第7节 径流
形成过程
由降水到达地面时起，到水流流经出口断面
退水阶段
随着降雨和坡面漫流量的减少直至完全停止， 河槽水量减小，水位下降。
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水文学2第二章降水
3、降水强度： 简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米/时计。 根据雨强进行分级，常用分级标准：如12小时降水量来分级，0.2-5（小
雨）、5-15（中雨）、15-30（大雨）、 30-70（暴雨）、70-140（大暴 雨）、 >140（特大暴雨）。
水文学2第二章降水
2.热带气旋雨： 热带气旋，根据最大风速的大小分为：热带低压（风 力6～7级）、热带风暴（8～9级）、强热带风暴 （10～11级）、台风（12级以上）。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 台风的低空结构如图，外围大风区，半径约 200～300km，风速向中心急增；涡旋风雨区， 半径约100km，上升气流强烈，狂风暴雨；台 风眼区，半径约5～30km，为下沉气流，晴空 风小。台风雨随其路径呈带状分布，雨量大， 强度高，常常带来洪水灾害。
• 即地面暖湿空气 -→ 抬升冷却 -→ 凝结为大 量的云滴 -→ 降落成雨。
水文学2第二章降水
二、降水的分类
• 按空气抬升形成动力冷却的原因分为4类： • （一）对流雨 • （二）地形雨 • （三）锋面雨 • （四）气旋雨
水文学2第二章降水
（一）对流雨
• 地面局部受热，下层湿度比较大的空气 膨胀上升，与上层空气形成对流，动力 冷却致雨。这种降雨多发生在夏季酷热 的午后，降雨强度大、范围小、历时短， 常常形成小流域的暴雨洪水。
• 应用：从图上可以查知各地的降水量，以及降水的 面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历 时。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
4、降水特性综合曲线
• 常用的有以下三种：
1）强度-历时曲线 • 绘制方法：根据一场降水的记录，统计其不同历时
内最大的平均雨强，而后以雨强为纵坐标，历时为 横坐标点绘而成。
1、冷锋雨
• 冷气团推动锋面向暖气团一侧移动形成的降水。降 雨出现在锋线后，雨强大、范围较小、历时较短。
水文学2第二章降水
2、暖锋雨
• 暖气团推动锋面向冷气团一侧移动形成的降水。 降雨出现在锋线前，雨强不大、范围较广、历时 较长。
水文学2第二章降水
3、静止锋降雨
• 冷、暖气团势均力敌，锋面在一个地区停滞少 动或来回摆动，云、雨范围很广，雨强小，但 持续时间很长。
水文学2第二章降水
（二）地形雨
• 近地面的暖湿空气运移过程中,遇山脉阻 挡时，将沿山坡抬升，由于动力冷却而 致雨。
水文学2第二章降水
（三）锋面雨
• 锋面雨是冷、暖气团相遇，迫使暖湿空 气抬升，产生动力冷却而致雨。
• 锋面雨分为：冷锋雨、暖锋雨、静止锋 降雨、锢囚锋降雨四种。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 同一场降雨过程中雨强与历时之间成反比关系， 即历时愈短，雨强愈高。
it s/tn s——暴雨参数（雨相 力当 ）于 t， ＝1小时的雨强； n——暴雨衰减指数取 ，0.一 5~般 0.7； it ——历时 t的降水平均强度。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
降水过程线
水文学2第二章降水
2、降水累积曲线
• 以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时 刻降水量的累积值。自记雨量计记录纸上的曲线， 即是降水量累积曲线。
• 曲线上每个时段的平均坡度是各时段内的平均降 水强度，即I=ΔP/Δt ；如果所取时段很短，即 Δt→0，则可得出瞬时雨强i，即i=dP/dt。
• 应用：如果将相邻雨量站的同一次降水的累积曲 线绘在一起，可用来分析降水的空间分布与时程 的变化特征，也可用来校验记录并发现问题。
水文学2第二章降水
3、等降水量线
• 等雨量线：指地区内降水量相等各点的连线。等雨 量线综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布 变化规律。
• 等降水量线图的绘制方法与地形图上的等高线图作 法类似。
4、降水面积： 降水所笼罩的面积，以平方千米计。
水文学2第二章降水
二、降水特征的表示方法
1、降水过程线 •以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的 降水量在时间上的变化过程；曲线或直方图。
•降水过程线它是分析流域产流、汇流与洪水的最 基本资料。此曲线图图只包含降水强度、降水时 间，而不包含降水面积。
第二章 降 水
水文学2第二章降水
第二章 降 水
• 第一节 降水的形成和分类 第二节 降水特征及表示方法 第三节 降水量的确定 第四节 降水的影响因素
水文学2第二章降水
第一节 降水的形成和分类
• 一、降水的形成 二、降水的分类
水文学2第二章降水
一、降水的形成
• 形成降水，尤其比较大的暴雨，必须具备二个 条件： 一是大量的暖湿空气源源不断地输入雨区； 二是这里存在使地面空气强烈上升的机制，如 暴雨天气系统，使暖湿空气迅速抬升，上升的 空气因膨胀作功消耗内能而冷却，当温度低于 露点后，水汽凝结为愈来愈大的云滴，上升气 流不能浮托时，便造成降水。
水文学2第二章降水
4、锢囚锋降雨
• 锋线发生波动，如冷锋追上暖锋，暖气 团被抬离地面，锢囚到高空所形成的降 水，降雨和雨区都很大。
水文学2第二章降水
（四）气旋雨
• 气旋内空气作逆时针旋转，气流向低压中心辐合，引 起大规模的上升运动，水汽动力冷却而致雨。
1.锋面气旋雨： 由锋线波动而产生的气旋，多发生在温带地区，也称 温带气旋。气旋加强了锋面上的暖湿空气的上升运动， 可形成暴雨。
水文学2第二章降水
第二节 降水特征及表示方法
• 一、降水的基本要素 二、降水特征的表示方法
水文学2第二章降水
ห้องสมุดไป่ตู้
一、降水的基本要素
• 降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、霰、 雹等现象的统称。其中以雨、雪为主，我国 更以降雨为最重要。
• 关注点：主要侧重降水的数量特征、时空分 布变化以及雨区范围和移动过程等问题的讨 论。
水文学2第二章降水
1、降水（总）量： 指一定时段内降落在某一面积上的总水量。 一天内的降水总量称日降水量； 一次降水总量称次降水量。 单位以mm计。
2、降水历时与降水时间： 降水历时：指一场降水自始至终所经历的时间； 降水时间：指对应于某一降水而言，其时间长短通常是
人为划定的（例如，1、3、6、24小时或1、3、7等）。
3、降水强度： 简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米/时计。 根据雨强进行分级，常用分级标准：如12小时降水量来分级，0.2-5（小
雨）、5-15（中雨）、15-30（大雨）、 30-70（暴雨）、70-140（大暴 雨）、 >140（特大暴雨）。
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2.热带气旋雨： 热带气旋，根据最大风速的大小分为：热带低压（风 力6～7级）、热带风暴（8～9级）、强热带风暴 （10～11级）、台风（12级以上）。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 台风的低空结构如图，外围大风区，半径约 200～300km，风速向中心急增；涡旋风雨区， 半径约100km，上升气流强烈，狂风暴雨；台 风眼区，半径约5～30km，为下沉气流，晴空 风小。台风雨随其路径呈带状分布，雨量大， 强度高，常常带来洪水灾害。
• 即地面暖湿空气 -→ 抬升冷却 -→ 凝结为大 量的云滴 -→ 降落成雨。
水文学2第二章降水
二、降水的分类
• 按空气抬升形成动力冷却的原因分为4类： • （一）对流雨 • （二）地形雨 • （三）锋面雨 • （四）气旋雨
水文学2第二章降水
（一）对流雨
• 地面局部受热，下层湿度比较大的空气 膨胀上升，与上层空气形成对流，动力 冷却致雨。这种降雨多发生在夏季酷热 的午后，降雨强度大、范围小、历时短， 常常形成小流域的暴雨洪水。
• 应用：从图上可以查知各地的降水量，以及降水的 面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历 时。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
4、降水特性综合曲线
• 常用的有以下三种：
1）强度-历时曲线 • 绘制方法：根据一场降水的记录，统计其不同历时
内最大的平均雨强，而后以雨强为纵坐标，历时为 横坐标点绘而成。
1、冷锋雨
• 冷气团推动锋面向暖气团一侧移动形成的降水。降 雨出现在锋线后，雨强大、范围较小、历时较短。
水文学2第二章降水
2、暖锋雨
• 暖气团推动锋面向冷气团一侧移动形成的降水。 降雨出现在锋线前，雨强不大、范围较广、历时 较长。
水文学2第二章降水
3、静止锋降雨
• 冷、暖气团势均力敌，锋面在一个地区停滞少 动或来回摆动，云、雨范围很广，雨强小，但 持续时间很长。
水文学2第二章降水
（二）地形雨
• 近地面的暖湿空气运移过程中,遇山脉阻 挡时，将沿山坡抬升，由于动力冷却而 致雨。
水文学2第二章降水
（三）锋面雨
• 锋面雨是冷、暖气团相遇，迫使暖湿空 气抬升，产生动力冷却而致雨。
• 锋面雨分为：冷锋雨、暖锋雨、静止锋 降雨、锢囚锋降雨四种。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 同一场降雨过程中雨强与历时之间成反比关系， 即历时愈短，雨强愈高。
it s/tn s——暴雨参数（雨相 力当 ）于 t， ＝1小时的雨强； n——暴雨衰减指数取 ，0.一 5~般 0.7； it ——历时 t的降水平均强度。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
降水过程线
水文学2第二章降水
2、降水累积曲线
• 以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时 刻降水量的累积值。自记雨量计记录纸上的曲线， 即是降水量累积曲线。
• 曲线上每个时段的平均坡度是各时段内的平均降 水强度，即I=ΔP/Δt ；如果所取时段很短，即 Δt→0，则可得出瞬时雨强i，即i=dP/dt。
• 应用：如果将相邻雨量站的同一次降水的累积曲 线绘在一起，可用来分析降水的空间分布与时程 的变化特征，也可用来校验记录并发现问题。
水文学2第二章降水
3、等降水量线
• 等雨量线：指地区内降水量相等各点的连线。等雨 量线综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布 变化规律。
• 等降水量线图的绘制方法与地形图上的等高线图作 法类似。
4、降水面积： 降水所笼罩的面积，以平方千米计。
水文学2第二章降水
二、降水特征的表示方法
1、降水过程线 •以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的 降水量在时间上的变化过程；曲线或直方图。
•降水过程线它是分析流域产流、汇流与洪水的最 基本资料。此曲线图图只包含降水强度、降水时 间，而不包含降水面积。
第二章 降 水
水文学2第二章降水
第二章 降 水
• 第一节 降水的形成和分类 第二节 降水特征及表示方法 第三节 降水量的确定 第四节 降水的影响因素
水文学2第二章降水
第一节 降水的形成和分类
• 一、降水的形成 二、降水的分类
水文学2第二章降水
一、降水的形成
• 形成降水，尤其比较大的暴雨，必须具备二个 条件： 一是大量的暖湿空气源源不断地输入雨区； 二是这里存在使地面空气强烈上升的机制，如 暴雨天气系统，使暖湿空气迅速抬升，上升的 空气因膨胀作功消耗内能而冷却，当温度低于 露点后，水汽凝结为愈来愈大的云滴，上升气 流不能浮托时，便造成降水。
水文学2第二章降水
4、锢囚锋降雨
• 锋线发生波动，如冷锋追上暖锋，暖气 团被抬离地面，锢囚到高空所形成的降 水，降雨和雨区都很大。
水文学2第二章降水
（四）气旋雨
• 气旋内空气作逆时针旋转，气流向低压中心辐合，引 起大规模的上升运动，水汽动力冷却而致雨。
1.锋面气旋雨： 由锋线波动而产生的气旋，多发生在温带地区，也称 温带气旋。气旋加强了锋面上的暖湿空气的上升运动， 可形成暴雨。
水文学2第二章降水
第二节 降水特征及表示方法
• 一、降水的基本要素 二、降水特征的表示方法
水文学2第二章降水
ห้องสมุดไป่ตู้
一、降水的基本要素
• 降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、霰、 雹等现象的统称。其中以雨、雪为主，我国 更以降雨为最重要。
• 关注点：主要侧重降水的数量特征、时空分 布变化以及雨区范围和移动过程等问题的讨 论。
水文学2第二章降水
1、降水（总）量： 指一定时段内降落在某一面积上的总水量。 一天内的降水总量称日降水量； 一次降水总量称次降水量。 单位以mm计。
2、降水历时与降水时间： 降水历时：指一场降水自始至终所经历的时间； 降水时间：指对应于某一降水而言，其时间长短通常是
人为划定的（例如，1、3、6、24小时或1、3、7等）。